Buscar

Curso de Oceanografia Geral - Portal Educação Módulo III

Faça como milhares de estudantes: teste grátis o Passei Direto

Esse e outros conteúdos desbloqueados

16 milhões de materiais de várias disciplinas

Impressão de materiais

Agora você pode testar o

Passei Direto grátis

Faça como milhares de estudantes: teste grátis o Passei Direto

Esse e outros conteúdos desbloqueados

16 milhões de materiais de várias disciplinas

Impressão de materiais

Agora você pode testar o

Passei Direto grátis

Faça como milhares de estudantes: teste grátis o Passei Direto

Esse e outros conteúdos desbloqueados

16 milhões de materiais de várias disciplinas

Impressão de materiais

Agora você pode testar o

Passei Direto grátis

Você viu 3, do total de 36 páginas

Faça como milhares de estudantes: teste grátis o Passei Direto

Esse e outros conteúdos desbloqueados

16 milhões de materiais de várias disciplinas

Impressão de materiais

Agora você pode testar o

Passei Direto grátis

Faça como milhares de estudantes: teste grátis o Passei Direto

Esse e outros conteúdos desbloqueados

16 milhões de materiais de várias disciplinas

Impressão de materiais

Agora você pode testar o

Passei Direto grátis

Faça como milhares de estudantes: teste grátis o Passei Direto

Esse e outros conteúdos desbloqueados

16 milhões de materiais de várias disciplinas

Impressão de materiais

Agora você pode testar o

Passei Direto grátis

Você viu 6, do total de 36 páginas

Faça como milhares de estudantes: teste grátis o Passei Direto

Esse e outros conteúdos desbloqueados

16 milhões de materiais de várias disciplinas

Impressão de materiais

Agora você pode testar o

Passei Direto grátis

Faça como milhares de estudantes: teste grátis o Passei Direto

Esse e outros conteúdos desbloqueados

16 milhões de materiais de várias disciplinas

Impressão de materiais

Agora você pode testar o

Passei Direto grátis

Faça como milhares de estudantes: teste grátis o Passei Direto

Esse e outros conteúdos desbloqueados

16 milhões de materiais de várias disciplinas

Impressão de materiais

Agora você pode testar o

Passei Direto grátis

Você viu 9, do total de 36 páginas

Faça como milhares de estudantes: teste grátis o Passei Direto

Esse e outros conteúdos desbloqueados

16 milhões de materiais de várias disciplinas

Impressão de materiais

Agora você pode testar o

Passei Direto grátis

Prévia do material em texto

Curso de 
OCEANOGRAFIA GERAL 
 
 
 
 
 
 
MÓDULO III 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Atenção: O material deste módulo está disponível apenas como parâmetro de estudos para 
este Programa de Educação Continuada, é proibida qualquer forma de comercialização do 
mesmo. Os créditos do conteúdo aqui contido são dados a seus respectivos autores descritos 
na Bibliografia Consultada. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
1 
 
2 
 
 
66 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
MÓDULO III 
 
 
APRESENTAÇÃO 
Este módulo irá abordar os aspectos gerais da OCEANOGRAFIA FÍSICA. Esta 
área da oceanografia estuda a circulação oceânica e os processos envolvidos, a interação 
do oceano com a atmosfera e as massas de água no oceano, suas características e 
distribuição, além de como a energia do Sol, e daí o clima interagem com o mar. A 
oceanografia física recorre a modelos hidrodinâmicos para prever muitos desses 
processos. As principais características dos oceanos de interesse da oceanografia física 
são a temperatura, a pressão e a salinidade que irão determinar a densidade das massas 
de água. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
1 
 
2 
 
 
67 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
 
SUMÁRIO 
 
1 Temperatura 
2 Salinidade 
3 Pressão 
4 Densidade 
5 Circulação oceânica 
5.1 Circulação oceânica superficial 
5.2 Circulação oceânica profunda (termohalina) 
6 Hidrodinâmica costeira 
6.1 Ondas 
6.2 Correntes costeiras 
6.3 Marés 
7 Bibliografia Consultada, dicas e links interessantes 
 
 
 
 
 
1 
 
2 
 
 
 
OCEANOGRAFIA FÍSICA 
 
1 Temperatura 
 
A temperatura é uma propriedade física que caracteriza o equilíbrio térmico de um 
sistema, e/ou o equilíbrio térmico de um sistema com outro, sendo medida em graus 
Celsius (ºC) no sistema internacional de unidades(SI). 
A superfície terrestre recebe energia solar de forma variável, de acordo com a 
latitude, devido a forma elipsóide da Terra. As baixas latitudes (região equatorial) recebem 
maior calor por unidade de área do que os pólos, devido ao ângulo da radiação solar 
incidente (Figura 1). Portanto a quantidade de energia que alcança todas as latitudes é a 
mesma, mas em regiões polares esta se espalha por uma área maior. A quantidade de 
calor por unidade de área recebida pelo equador é cerca de 1,5 a 2 vezes maior do que a 
recebida pelos pólos (Figura 2). 
 
 
Figura 1: Forma elipsóide da Terra, com indicação da incidência dos raios solares, e das zonas 
climáticas conforme a latitude. (Fonte: www.minerva.uevora.pt/). 
 
 
 
68 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
1 
 
2 
 
 
 
Figura 2: Fluxo médio da energia solar que chega a Terra (w/m3), em função da latitude. (Fonte: 
Soares, 2003). 
 
O sol tem temperatura superficial de 5.800ºC e irradia energia na forma de ondas 
eletromagnéticas em todas as direções. Apenas uma pequena fração do total da energia 
solar chega e é absorvida pela Terra. Do total emitido (100%), apenas a metade é 
absorvida pelo oceano, o restante é refletida por nuvens, atmosfera, etc (Figura 3). 
 
 
Figura 3: Balanço da radiação na atmosfera. (Fonte: Gill, 1982 apud Soares, 2003). 
 
69 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
1 
 
2 
 
 
A Terra recebe radiação solar na forma de ondas eletromagnéticas curtas, e re-
emite a radiação na forma de ondas longas. Esta radiação re-emitida ocorre de forma 
mais homogênea em função da latitude, e é denominada de albedo superficial ou 
planetário. A diferença entre a energia recebida e re-emitida em função da latitude é 
chamado de balanço de radiação. Nas baixas latitudes este balanço é positivo e negativo 
nas altas latitudes. Devido ao equilíbrio térmico o calor é redistribuído das baixas para as 
altas latitudes pelo sistema de ventos na atmosfera e pelo sistema de correntes no 
oceano (correntes superficiais dirigidas pelo vento e correntes profundas dirigidas pela 
densidade). 
A temperatura da água do mar apresenta variabilidade tanto na escala vertical 
quanto horizontal, mas as variações horizontais são menores que as varições verticais. A 
variação horizontal da temperatura superficial dos oceanos apresenta zonação conforme 
a latitude, ou seja, formam-se linhas de mesma temperatura denominadas de isotermas 
(Figura 4). As temperaturas superficiais decrescem de 28 ºC em baixas latitudes para até 
-2ºC em altas latitudes. Nas regiões temperadas os gradientes são maiores do que nas 
regiões tropicais e polares. De forma geral a temperatura altera-se em média 0,5ºC para 
cada grau de latitude percorrido. 
 
Figura 4: Temperatura superficial do mar média para os oceanos globais. É possível observar a distribuição 
das isotermas conforme a latitude. Fonte: (Tomczak & Godfrey, 1994). 
70 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
1 
 
2 
 
 
71 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
 Nas regiões costeiras, principalmente nos contornos oeste dos continentes, 
ocorre o fenômeno denominado de ressurgência (upwelling), que se caracteriza pelo 
afloramento de águas profundas, geralmente frias e ricas em nutrientes, para regiões 
menos profundas dos oceanos. A importância da ressurgência para diversas regiões do 
planeta pode ser verificada no Peru, que detêm uma das maiores produções de pescado 
no mundo graças à ação da ressurgência em sua costa. As áreas de ressurgência 
representam apenas 1% do oceano, porém suportam mais de 50% da produção 
pesqueira mundial. (Rodrigues, 1973). Na costa sudeste e sul do Brasil há duas regiões 
onde o fenômeno de ressurgência é tipicamente observado: em Cabo Frio (RJ) e junto ao 
Cabo de Santa Marta (SC). 
A distribuição vertical da temperatura na coluna de água geralmente decresce 
com a profundidade. É possível distinguir três regiões distintas ao longo da coluna de 
água: (1) zona de mistura: se prolonga até 200 m, possui temperaturas similares às da 
superfície do mar devido aos processos de mistura ocasionadas pela ação dos ventos, 
ondas e correntes; (2) zona de termoclina: ocorre entre 200 e 1000 metros, onde a 
temperatura diminui abruptamente com a profundidade; (3) zona profunda: onde a 
temperatura varia suavemente a partir de 1000 m até o fundo. Porém este padrão varia 
conforme a latitude, dividindo-se nas seguintes zonas: 
• Baixas latitudes: 
o Não existe grande variabilidade entre as estações do ano; 
o Apresenta camada de mistura superficial; 
o Possui termoclina permanente durante todo o ano; 
o As temperaturas típicas são 20 ºC na superfície, 8ºC a 500 m, 5ºC a 1.000 m 
e 2ºC a 4.000 m. 
 
 
 
 
1 
 
2 
 
 
72 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
• Médias latitudes: 
o Grande variabilidade anual entre as estações de inverno e verão; 
o Termoclina sazonal: ocorre somente duranteo verão, pois aumenta a 
temperatura superficial e há menor mistura; 
o Durante o inverno ocorrem fortes ventos e correntes, além da ação de 
grandes ondas que causam a mistura. 
 
• Altas latitudes: 
o Não há termoclina; 
o Temperatura é praticamente uniforme ao longo da coluna de água; 
o Maior parte da superfície é recoberta por gelo durante o inverno. 
 
 
2 Salinidade 
 
A medida da salinidade é de fundamental importância em estudos 
oceanográficos, pois variações no conteúdo de sal têm efeitos nos campos de 
densidades, além de auxiliar na identificação das massas de água (esses assuntos serão 
abordados futuramente). Em 1 quilograma de água do mar há em média 35 gramas de 
compostos dissolvidos, chamados sais inorgânicos, ou seja, 96,5% da água do mar é 
constituída de água pura e 3,5% de sais. A composição da água do mar é bastante 
diversa e contém a maioria dos elementos conhecidos, porém os elementos mais 
abundantes (conservativos) são apenas seis, e representam 99,28% do peso total do 
material dissolvido (Tabela 1), sendo que o sal mais abundante é o NaCl (sal de cozinha) 
que corresponde a 86%. A quantidade total de sais dissolvidos nos oceanos é estimada 
em 5x106 toneladas, esta quantidade seria capaz de cobrir a Terra com uma camada de 
40 metros de espessura apenas de sais. 
 
1 
 
2 
 
 
73 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
Tabela 1: Principais íons salinos da água do mar. 
 
Íons salinos Porcentagem do 
total dissolvido (%) 
Cloreto (Cl-1) 55,04 
Sódio (Na) 30,61 
Sulfato (S0-4) 7,68 
Magnésio (Mg++) 3,69 
Cálcio (Ca2+) 1,16 
Potássio (K+) 1,10 
 
A salinidade pode ser definida como o peso em gramas dos sais dissolvidos em 1 
quilograma de água do mar. A salinidade pode ser expressa em “partes por mil” (o/oo ou 
ppt), por exemplo, 35o/oo corresponderia a 35 gramas de sal em um litro de água. Porém 
tem se adotado a utilização da salinidade sem unidade (adimencional), apenas o valor. 
Nesta apostila a salinidade será expressa sem unidade. Atualmente as determinações de 
salinidade são feitas de forma indireta, através da determinação da condutividade elétrica 
que depende da salinidade e da temperatura, com um instrumento denominado 
salinômetro. 
Uma característica importante da salinidade é que enquanto a concentração total 
de sais dissolvidos varia de lugar para lugar, a proporção ou razão entre eles permanece 
constante. Esta propriedade mostra que os oceanos tornaram-se bem misturados ao 
longo do tempo geológico. A maior importância desta propriedade para a oceanografia é 
que basta medir a concentração de um elemento conservativo (Tabela 1) que através de 
proporção é possível conhecer a concentração dos demais. Alguns locais específicos, 
devido ao aporte de água doce ou condições diferenciadas de circulação, a constância 
dos sais pode ser alterada como em baías fechadas, estuários, lagunas, fiordes. 
1 
 
2 
 
 
Os principais fatores que controlam a salinidade são: (a) balanço entre 
evaporação e precipitação, que aumenta e diminui a concentração de sais na água 
respectivamente; (b) grau de mistura entre as águas superficiais e profundas. A forma 
como a água circula pelo sistema Terra-Atmosfera é através do Ciclo Hidrológico (Figura 
5). A água está constantemente evaporando da superfície do mar e incrementado o 
conteúdo de vapor de água, a maior parte (90%) retorna aos oceanos na forma de chuva 
(precipitação). A Tabela 2 apresenta o tempo médio de permanência nos diferentes 
reservatórios. 
 
 
Figura 5: Ciclo Hidrológico. (Fonte: http://www.maenatureza.org.br). 
 
A distribuição superficial da salinidade também é zonal conforme a latitude, porém 
não tão claramente definido como a distribuição da temperatura. Na região superficial o 
controle da salinidade é determinado pelo balanço entre a precipitação e a evaporação. 
Na região equatorial a salinidade é menor, pois há maior precipitação e menor 
evaporação, pois nestas regiões ocorrem centros de baixa pressão atmosférica 
(ciclônicas) onde o ar quente se eleva provocando nuvens e chuvas. Nos trópicos a 
74 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
1 
 
2 
 
 
75 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
salinidade se eleva, pois a taxa de evaporação é alta, devido à ação de ventos constantes 
denominados de alísios, típicos da região. Além deste fato as regiões tropicais são 
centros de alta pressão (anticiclônica), onde ocorre o processo oposto das regiões 
equatoriais, ocasionando pouca precipitação. Já nos pólos a salinidade é menor devido o 
degelo das calotas polares (Figura 6). 
 
Tabela 2: Distribuição de água nos principais reservatórios e tempo médio de 
permanência. (Fonte: Teixeira et. al, 2001). 
 
Reservatório Volume (%) Tempo médio de 
permanência 
Oceanos 94 4.000 anos 
Geleiras e capas de gelo 2 10 – 1.000 anos 
Águas subterrâneas 4 2 semanas a 10.000 anos 
Lagos, rios, pântanos 
e reservatórios artificiais 
<0,01 2 semanas a 10 anos 
Umidade nos solos <0,01 2 semanas a 1 ano 
Biosfera <0,01 1 semana 
Atmosfera <0,01 ~10 dias 
 
1 
 
2 
 
 
 
Figura 6: Salinidade superficial do mar média para os oceanos globais. Fonte: (Tomczak & 
Godfrey, 1994). 
 
A salinidade média do oceano aberto é 35 com variação entre os valores de 31 e 
37, sendo que estes desvios ocorrem na superfície devido à evaporação, precipitação, 
degelo, aporte continental e mistura de massas de água. As regiões costeiras apresentam 
valores entre 32 e 35. Regiões específicas, com alta taxa de evaporação e/ou ambientes 
restritos, a salinidade é alta como Mar Vermelho (39), Mar Morto (81), Lagoa de Araruama 
no RJ (50). 
A distribuição vertical da salinidade em geral é mais alta na superfície e menor em 
direção ao fundo em latitudes médias e baixas, devido à evaporação. Já nas altas 
latitudes o padrão geralmente é oposto, com menores salinidades na superfície, devido ao 
degelo. 
 
3 Pressão 
 
A pressão hidrostática é definida como a pressão exercida pelo peso da coluna 
d´água em um determinado ponto, portanto depende da profundidade e da densidade da 
água. A pressão aumenta praticamente linearmente com a profundidade nos oceanos, da 
76 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
1 
 
2 
 
 
77 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
seguinte forma: a pressão aumenta 1 atm (aproximadamente igual a 1000 mbar) a cada 
10 metros de profunidade. Em oceanografia física normalmente o efeito da pressão na 
densidade pode ser ignorado, pois usualmente são comparadas massas de água em uma 
mesma profundidade ou na mesma variação de profundidade, ou seja, com mesma 
pressão hidrostática. Além disso a água é considerada um fluído praticamente 
incompreensível, apenas em casos específicos os efeitos da pressão são considerados 
sobre a densidade. 
 
4 Densidade 
 
A densidade é um fator muito importante na oceanografia, pois diferenças na 
densidade produzem movimentos de águas, chamada de circulação termohalina. A 
densidade é definida como a relação entre a massa de qualquer substância e seu 
volume, a unidade mais utilizada é quilogramaspor metro cúbico (kg/m3) sendo 
representada pela letra grega ρ (rho). A densidade varia em função de mudanças na 
temperatura (T), salinidade (S) e pressão. Conforme descrito anteriormente, em 
oceanografia costuma-se desprezar os efeitos da pressão sobre a densidade. A 
temperatura e a salinidade são propriedades conservativas, desta forma é possível 
identificar diferentes massas de água através de combinações características de T e S, e 
ainda traçar seu caminho a partir da sua origem. De forma simplificada: a T e a S seriam 
as “identidades” das massas de água, pois cada massa de água possui a sua combinação 
específica de T e S. 
A temperatura e a salinidade controlam a densidade da água, que é a principal 
causa do movimento vertical nos oceanos (termohalina). Os movimentos horizontais são 
controlados principalmente pelo vento (este assunto será abordado futuramente no tópico 
de circulação oceânica). A densidade da água do mar estabelece a profundidade na qual 
a massa de água ficará estável (em equilíbrio) na coluna de água, com a mais densa no 
fundo e a menos densa na superfície, pela tendência do equilíbrio. De maneira geral a 
densidade é incrementada pelo aumento da salinidade e diminuição da temperatura. No 
oceano aberto a densidade é definida principalmente pela temperatura, pois a variação de 
1 
 
2 
 
 
salinidade que ocorre no oceano aberto não tem efeitos suficientemente importantes para 
sobrepor-se ao efeito da temperatura na densidade. Portanto, de forma geral, águas com 
alta temperatura e conseqüentemente menor densidade são encontradas em camadas 
superficiais, já águas com baixa temperatura e alta densidade ocorrem em camadas mais 
profundas. Em zonas costeiras como estuários e lagoas, diferentemente do oceano 
profundo, é sempre a salinidade o principal fator controlador na determinação da 
densidade em todas as profundidades. A Figura 7 apresenta os efeitos da salinidade e da 
temperatura sobre a densidade. É possível observar que a relação entre a densidade e a 
salinidade é linear, enquanto que com a temperatura não. 
 
Figura 7: Variação da densidade em função da temperatura (a) e da salinidade (b). (Fonte: 
Haefner, 1996). 
 
 
* Não esqueça: ↑ salinidade e ↓ temperatura = ↑ densidade. 
 
78 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
1 
 
2 
 
 
A Figura 8 mostra perfís típicos dos parâmetros temperatura, salinidade e 
densidade nos oceanos. A região onde há um gradiente brusco (grande variação) de 
temperatura é denominado de termoclina, de salinidade é a haloclina e da densidade é 
a picnoclina. Estas regiões têm grande importância na distribuição dos organismos 
marinhos e funcionam como uma barreira para os mesmos. Este assunto será abordado 
futuramente na temática de oceanografia biológica. 
 
 
*IMPORTANTE: As três propriedades físicas da água mais importantes em 
oceanografia são: SALINIDADE, TEMPERATURA e DENSIDADE. 
 
 
Figura 8: Perfis típicos de temperatura (a), salinidade (b) e densidade (c) nos oceanos. (Fonte: 
Haefner, 1996). 
 
5 Circulação oceânica 
 
A circulação oceânica pode ser dividida em dois componentes, a circulação 
superficial controlada principalmente pelo vento e a circulação profunda controlada pela 
densidade (termohalina). Ambas são primeiramente controladas pela energia solar. 
 
79 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
1 
 
2 
 
 
5.1 Circulação oceânica superficial 
 
Primeiramente para compreender a circulação oceânica superficial é necessário 
conhecer o comportamento do sistema de ventos na atmosfera. Na atmosfera existem 
sistemas relativamente permanentes, chamados de centros de alta pressão que ocorrem 
sobre os pólos e em latitudes tropicais, e os centros de baixa pressão que ocorrem nas 
regiões equatoriais e temperadas. Estes centros são causados por diferenças de 
temperatura, os centros de baixa pressão ocorrem quando o ar se aquece, diminui sua 
densidade e sobe. Já os centros de alta pressão ocorrem quando o ar se resfria, torna-se 
mais denso e desce (Figura 9). A diferença de pressão entre essas áreas (alta e baixa 
pressão) é denominado de gradiente de pressão atmosférica e gera o movimento 
horizontal do ar, ou seja, o vento. Desta forma criam-se os sistemas de vento na 
atmosfera terrestre. 
 
 
Figura 9: Representação esquemática de centros de alta pressão (AP) e baixa pressão (BP) 
atmosférica. 
 
A Terra é um sistema que está em rotação, então o ar que está em contato com 
ela também está em rotação. A rotação da Terra de oeste para leste gera o efeito de 
Coriolis, descrito inicialmente em 1835, pelo físico francês Gaspar Coriolis. Esta força 
atua em qualquer corpo em movimento sobre a superfície terrestre, inclusive no 
movimento do oceano e da atmosfera, provocando um desvio na sua trajetória para 
esquerda no Hemisfério Sul (HS) e para a direita no Hemisfério Norte (HN). Este efeito faz 
com que o ar ao se deslocar do equador em direção aos pólos sofra desvios na sua 
80 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
1 
 
2 
 
 
trajetória (para a direita no HN e para a esquerda no HS), formando os três sistemas 
gerais de ventos na atmosfera: (a) Célula de Hadley (entre 0º e 30º latitude); (b) Célula de 
Ferrel (entre 30 e 60º latitude); (c) Célula Polar (entre 60º e o pólo). De forma geral este 
sistema funciona da seguinte forma: o ar se aquece no equador, sobe e vai em direção às 
maiores latitudes, nesta trajetória vai se resfriando e desce em torno o dos 30º de latitude. 
Parte deste ar completa o giro e retorna para o equador (Célula de Hadley); outra porção 
continua em direção às maiores latitudes. Estes ventos formam uma nova célula de 
circulação (Célula de Ferrel) ao subirem novamente devido a uma região de baixa 
pressão aos 60º de latitude. Uma porção deste ar retorna ao equador e o restante segue 
em direção aos pólos formando a Célula Polar. Na região polar o ar desce retornando em 
direção ao equador. A Figura 10 apresenta as três células de circulação atmosférica 
descritas anteriormente, assim como a localização dos centros de alta e baixa pressão. 
 
Figura 10: Células de circulação atmosférica em torno da Terra. 
 
Este sistema de ventos na atmosfera, descrito anteriormente, gera fricção na 
superfície do mar e controla as principais correntes superficiais marinhas. A explicação 
para o efeito do vento sobre a superfície marinha foi formulada pelo físico alemão, V. W. 
Ekman em 1890. O transporte de Ekman exemplifica a ação do vento na superfície 
marinha, onde a direção da corrente superficial é de 45º em relação à direção do vento, e 
81 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
1 
 
2 
 
 
82 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
que os outros estratos inferiores do oceano obedecem a uma ordem espiral a partir deste 
ângulo. Quando o vento sopra sobre a superfície do oceano ocorre uma transferência de 
energia para as camadas de água superficiais. Parte desta energia é utilizada para gerar 
as correntes oceânicas superficiais. Em cada uma destas camadas a velocidade vai 
progressivamente diminuindo pela fricção entre as moléculas de água e, devido aofenômeno de Coriolis, vai também alterando a sua direção. Em geral as correntes 
superficiais movem-se a cerca de 2% da velocidade do vento que as originam (Guimarães 
e Marone, 1996). O fenômeno de ressurgência costeira, abordado anteriormente (tópico 
sobre temperatura), é ocasionado principalmente pelo fenômeno de Coriolis e o transporte 
de Ekman. 
As correntes superficiais marinhas estão entre os primeiros fenômenos 
oceanográficos estudados, devido a sua importância para a navegação comercial. Hoje 
em dia, praticamente todas as maiores correntes superficiais são bem conhecidas (Figura 
11). O sistema de correntes superficiais marinhas é resultado não apenas da fricção do 
vento, mas também da geometria do fundo oceânico, do movimento de rotação da Terra e 
das massas continentais. Este sistema não é constante e apresenta variabilidade em 
intensidades e direções em função do tempo. 
A circulação geral no Oceano Atlântico Sudoeste é caracterizada pelo fluxo da 
Corrente do Brasil (CB), de origem tropical, em direção ao pólo sul, e pelo fluxo oposto da 
Corrente das Malvinas (CM), de origem subantártica (Legeckis & Gordon, 1982). A CB 
constitui a corrente de contorno oeste do Atlântico Sul, e origina-se pela bifurcação da 
Corrente Sul Equatorial (~10ºS). Esta flui, então, para sul como uma corrente superficial 
rasa, praticamente confinada entre a borda externa da plataforma e o talude continental 
(Castro, 1996). A CB carrega águas quentes e oligotróficas em direção às altas latitudes, 
acompanhando a linha de quebra da plataforma continental até aproximadamente 36ºS. 
Nesta latitude a CB encontra-se com a CM criando uma das regiões mais energéticas da 
Terra, com fortes gradientes térmicos, conhecida como Convergência Subtropical. A 
Figura 12 apresenta em destaque a circulação superficial do Atlântico Sul. 
 
1 
 
2 
 
 
 
Figura 11: Principais correntes superficiais oceânicas e as maiores regiões de convergência (linha 
interrompida), onde CA = convergência ártica, CS = convergência subtropical, CT = convergência tropical e 
CN. Fonte: http://cursos.unisanta.br/. 
 
 
Figura 12: Representação esquemática da circulação superficial do Atlântico Sul. Fonte: Adaptado de 
Tomczak & Godfrey, 1994. 
83 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
1 
 
2 
 
 
84 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
As correntes oceânicas que transportam maiores volumes de água são a corrente 
do Golfo (CG) e a Circumpolar Antártica. A Corrente o Brasil (CB) é considerada uma 
corrente fraca em relação à CG, estimativas indicam que a CB transporte em torno de 20 
milhões de metros cúbicos por segundo, já a CG pode transportar até 150 milhões de 
metros cúbicos por segundo (Domingues, 1997). Apenas para comparação, o rio 
Amazonas, maior rio do mundo, transporta apenas 225 mil metros cúbicos por segundo. 
 
5.2 Circulação oceânica profunda (termohalina) 
 
A circulação de oceano profundo é denominada de termohalina, pois é controlada 
pelas diferenças de temperatura (termo) e salinidade (halina) da água, resultando em 
variações de densidade, que resulta em um movimento vertical, responsável pela 
circulação oceânica profunda. Têm como origem a fusão das calotas polares, estas águas 
mais frias e densas que lentamente afundam e fluem em direção ao equador. 
A velocidade das correntes termohalinas é muito pequena, de cerca de 1 
centímetro por segundo. Porém a circulação termohalina tem grande importância, pois é o 
principal processo pelo qual as águas abissais (a mais de 700 m) têm suas propriedades 
renovadas. Além disso, apresenta um fluxo intenso o suficiente para promover a erosão 
de fundos marinhos e a redistribuição de sedimentos depositados, portanto a circulação 
termohalina controla a deposição de partículas no fundo oceânico. Os sistemas de 
circulação superficial e profundo dos oceanos estão interligados, pois as correntes 
superficiais que caminham para as altas latitudes ao chegarem lá se resfriam, afundam e 
retornam em direção às baixas latitudes quando então afloram e o ciclo recomeça. A 
circulação oceânica desempenha um papel fundamental no clima do planeta, pois são 
responsáveis pela transferência e redistribuição do calor, agindo como regulador do clima 
global. 
 
 
1 
 
2 
 
 
6 Hidrodinâmica costeira 
 
Nas áreas costeiras e plataformas continentais três processos hidrodinâmicos têm 
papel fundamental nos mecanismos de erosão, transporte e deposição de sedimentos, 
portanto são responsáveis pelas modificações da linha de costa, estes processos físicos 
são: ondas, marés e correntes costeiras. 
 
6.1 Ondas 
 
As ondas marinhas que são conhecidas como ondas de gravidade são formadas 
pela ação do vento na superfície marinha, que transfere energia para a superfície da 
água. A maior parte da energia transmitida resulta em ondas, muito embora uma pequena 
parte desta energia seja transformada em correntes marinhas (~2%). 
Os principais parâmetros que caracterizam uma onda são (Figura 13): 
 
 
Figura 13: Representação esquemática da onda. 
 
 
 
 
85 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
1 
 
2 
 
 
86 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
Crista = parte mais alta da onda; 
Cavado = parte mais baixa da onda; 
L = comprimento de onda = distância entre duas cristas ou cavas consecutivas; 
T = período da onda = intervalo de tempo necessário para uma crista percorrer 
uma distância igual a um comprimento de onda; 
H = altura da onda = distância entre uma crista e um cavado consecutivos; 
η = deslocamento da superfície livre em relação ao nível médio; 
d = profundidade local; 
σ = 2π/T = freqüência angular da onda; é o número de ondas que passam pelo 
ponto em um segundo. 
k = 2 π /L = número de onda; 
C = L/T = σ/k = celeridade da onda = relação entre o comprimento de onda e o 
período; 
d/L = profundidade relativa; 
δ = H/L = esbeltez. Dá uma idéia da inclinação da onda. 
α = direção de proveniência da onda. 
 
Ordem de grandeza dos principais parâmetros: 
H - pode alcançar grandes valores, chegando a 20 metros. 
L - depende do período, podendo chegar aos 600 metros. 
T - comumente entre 3 e 7 segundos, pode alcançar até 20 segundos. 
δ - teoricamente alcançaria no máximo 14%, na natureza raramente ultrapassa 
10%. 
 
 
 
 
1 
 
2 
 
 
O tamanho da onda em águas profundas é ditado não só pela velocidade do 
vento, mas também pela duração do vento e pela pista na qual o vento atua. As ondas de 
gravidade são formadas nas denominadas zonas de geração, onde o vento está soprando 
e atuando diretamente sobre a superfície do mar, a sua aparência é de uma confusão 
total, com a forma das ondas variando constantemente. Estas ondulações que estão sob 
ação direta do vento são denominadas de vagas ou ondas de vento. Quando as ondas se 
distanciam da zona de geração, sua aparência começa a se tornar mais ordenada, com 
cristas e cavados melhor definidos. Estas ondas chamadas ondulações, podem viajar 
centenas de quilômetros antes de se dissipar a energia que as mantém. 
A onda não transporta massa e sim energia. O comportamento descrito por 
partículas durante a passagem de uma onda é um movimento orbital, quase circular, que 
diminui de diâmetrocom a profundidade. A profundidade máxima que a onda movimenta 
água equivale à metade do comprimento de onda, onde o diâmetro orbital é 25 vezes 
menor do que na superfície (Figura 14), abaixo desta profundidade não haverá mais 
movimento orbital de partículas. Esta profundidade é considerada como o limite exterior 
da plataforma continental interna, sendo também denominada nível de base das ondas. 
 
 
Figura 14: Representação das órbitas que descrevem as partículas de água ao passar a onda. 
Fonte: http://cursos.unisanta.br/oceanografia. 
 
À medida que as ondas geradas em mar aberto se propagam em direção às 
áreas mais rasas elas passam a sofrer processos de modificação, devido à interação com 
o fundo marinho. As ondas podem ser classificadas conforme a profundidade relativa nos 
seguintes tipos (Tabela 3): 
87 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
1 
 
2 
 
 
Tabela 3: Classificação relativa das ondas de gravidade, em função da profundidade local 
(d) e do comprimento de onda (L), profundidade relativa. 
 
 
 
Em cada um destes ambientes descritos acima, o movimento orbital das 
partículas de água também são modificados (Figura 15). 
 
 
Figura 15: Representação dos movimentos orbitais em águas profundas (AP); águas 
intermediárias (AI) e águas rasas (AR). 
 
Ao atingir profundidades menores que 1/25 do seu comprimento de onda, a 
diminuição das velocidades orbitais, junto ao fundo, em comparação a superfície, faz com 
que a onda perca o equilíbrio e ocorra a arrebentação ou rebentação. Um critério de 
rebentação normalmente utilizado é 3,2<=
oL
H
tgβε onde: 
88 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
1 
 
2 
 
 
89 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
tg β é a declividade do fundo, H é a altura da onda incidente,  Lo comprimento da onda em 
águas profundas. Podemos distinguir três tipos principais de rebentação, definidos pela 
forma e energia das ondas incidentes e pela topografia da zona costeira na qual a onde 
incide: 
- deslizante - (ε < 0,4); 
- mergulhante - (0,4 < ε < 2); 
- frontal - ocorre para fortes declividades do fundo, (2 < ε < 2,3). 
 
O tipo deslizante (spilling em inglês) aparece quando a crista durante a 
propagação da onda se torna instável e desmorona pela face dianteira da onda, formando 
uma frente irregular espumante. Ocorre tipicamente em praias planas onde a onda 
quebra-se lentamente a partir da crista, dissipando sua energia por grandes distâncias ao 
se aproximar da praia. 
O tipo mergulhante (plunging), ocorre quando a crista da onda se curva para 
frente, tombando sobre a base da onda, aprisionando uma bolsa de ar, produzindo um 
ruído surdo. É o tipo de onda preferida dos surfistas, pois forma o chamado tubo. Ocorre 
tipicamente em praias de topografia intermediária. 
O tipo frontal (surging) se produz quando a crista permanece intacta, avançando 
juntamente com a base da onda em direção à praia, com o aparecimento de pequenas 
espumas junto à base. Ocorre em praias muito inclinadas, onde a onda não se quebra 
até alcançar a praia. A quebra da onda ocorre diretamente sobre a praia. Na Figura 16 
estão representados esquematicamente os três tipos principais de rebentação de ondas. 
 
 
 
 
 
1 
 
2 
 
 
 
 
 
Figura 16: Tipos de rebentação de ondas. 
 
 
Na Figura 17 são apresentadas fotografias de dois tipos de rebentação de ondas. 
Como o objetivo desta apostila é fornecer uma visão geral da oceanografia, os assuntos 
não são abordados detalhadamente. Há informações sobre ondas suficientes para 
constituir um curso separadamente. Portanto aspectos importantes não serão abordados 
como: refração, difração, reflexão, as equações da teoria das ondas, previsão de ondas, 
etc. Porém com o conteúdo fornecido é possível ter uma visão geral sobre as ondas de 
gravidade no oceano. 
 
 
 
 
 
 
 
 
90 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
1 
 
2 
 
 
 
 
a) 
 
b) 
 
Figura 17: Rebentação deslizante (a); rebentação mergulhante (b). Fonte: 
http://cursos.unisanta.br/oceanografia. 
 
6.2 Correntes costeiras 
 
O transporte sedimentar que ocorre no litoral é devido ao conjunto dos agentes 
dinâmicos (ondas, correntes e ventos) e pode ser estudado separadamente. O transporte 
devido às ondas e às correntes associadas a elas são os mais intensos. O transporte por 
correntes geradas pela ação das ondas pode ser decomposto em: 
 
 
91 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
1 
 
2 
 
 
92 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
• transporte longitudinal – transporte de sedimentos que ocorre na zona de 
rebentação, devido à incidência oblíqua das ondas, ao longo da praia. Desenvolve-se 
entre a praia e a zona de arrebentação uma corrente paralela à costa, normalmente entre 
0,3 e 1 m/s. Este processo também é conhecido como deriva litorânea. 
 
• transporte transversal – transporte de sedimentos que ocorre ao longo do 
perfil praial, seja no sentido mar/praia ou praia/mar. O transporte transversal também 
ocorre em pontos localizados, pelas correntes de retorno. Este processo ocorre pelo fluxo 
e refluxo das ondas. Nos locais onde se localizam as correntes de retorno formam-se 
canais com vigorosas correntes, que são locais de risco para banhistas, pois “puxam” em 
direção ao mar. 
Estas correntes são responsáveis pelo transporte de material ao longo da costa, a 
partir de uma fonte, como um rio, por exemplo. Estas correntes costeiras (longitudinal e 
transversal) são os principais mecanismos da circulação responsáveis pela manutenção 
da estabilidade e equilíbrio dos ambientes costeiros. 
 
6.3 Marés 
 
Maré é o nome dado às oscilações verticais periódicas do nível do mar, 
resultantes da atração gravitacional exercida pela Lua sobre a Terra e, em menor escala, 
da atração gravitacional exercida pelo Sol sobre a Terra. Assim como por forças 
centrífugas geradas pelos movimentos de rotação em torno do centro de massa do 
sistema sol-terra-lua, localizado no interior da Terra. As marés são as ondas mais longas 
do oceano, possuem períodos de 12 e 24 horas e comprimentos de onda que podem 
alcançar a circunferência do Equador. As águas normalmente sobem e descem uma ou 
duas vezes por dia (marés diurnas ou semi-diurnas). O momento em que o nível do mar 
atinge seu máximo se chama preamar (maré alta), e o mínimo, baixamar (maré baixa). A 
amplitude das marés pode variar de alguns centímetros a mais de dez metros. As regiões 
são classificadas conforme a diferença entre a preamar e a baixa-mar (range da maré) 
1 
 
2 
 
 
93 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
em: (a) macro-maré: com variação de maré superior a 4 metros; (b) meso-maré: variações 
entre 2 e 4 metros; (c) micro-marés: marés inferiores a 2 metros. 
Ao longo de um mês lunar ocorrem variações periódicas do “range da maré”. 
Períodos onde o range de maré é máximo são denominados maré desizígia e ocorrem 
em intervalos de cerca de duas semanas, assim como os períodos de range mínimo ou 
quadraturas, sendo que os últimos ocorrem cerca de uma semana após os primeiros. As 
marés de sizígia ocorrem quando a Lua e o Sol estão em conjunção (Lua Nova) ou em 
oposição (Lua Cheia), neste caso as forças geradoras de maré, tanto do Sol quanto da 
Lua estão atuando na mesma direção e a maré de equilíbrio solar e lunar coincidem. Já 
nas marés de quadratura a Terra, a Lua e o Sol formam um ângulo reto. As marés lunares 
e solares estão, neste caso, defasadas de 90°. Por isso as variações de maré não são 
muito acentuadas (a baixamar não é mínima e a preamar não é máxima). As marés de 
quadratura ocorrem em situações de Lua minguante e crescente. A Figura 18 ilustra as 
variações da maré ao longo de um mês lunar. 
As marés são classificadas em três tipos pela freqüência com que ocorrem e 
simetria de sua curva: (a) maré semi-diurna: ocorrem duas preamares e duas baixa-mares 
em um dia lunar (24h 50 min.), é o tipo de maré mais comum; (b) maré diurna: ocorrem 
apenas uma preamar e uma baixa-mar aproximadamente iguais a cada dia lunar; (c) maré 
mista: normalmente ocorrem duas preamares e duas baixa-mares com grande diferença 
de altura entre as mesmas (DYER, 1997). 
A maior parte do litoral brasileiro, do estado de Alagoas ao Rio Grande do Sul, 
apresenta amplitudes de marés inferiores a 2 metros (micromarés). Amplitudes superiores 
a 4 metros (macromarés) ocorrem apenas no estado do Maranhão, em parte do Pará 
(Salinópolis) e no litoral sul do Cabo Norte (Amapá). Nestes locais as correntes de marés 
possuem capacidade para modificar a morfologia da linha de costa e da plataforma 
continental interna. O restante do litoral e alguns trechos do litoral da Bahia e Sergipe 
apresentam mesomarés com amplitudes entre 2 e 4 m (Tessler & Goya, 2005). 
 
1 
 
2 
 
 
 
Figura 18: Marés ao longo de um mês lunar. (a) e (c) maré de sizígia; (b) e (d) maré de 
quadratura. Fonte: Franco, 1981. 
 
As previsões de maré são realizadas baseadas nas medições obtidas por um 
marégrafo através de uma técnica chamada de análise harmônica pode-se descrever o 
efeito combinado dos mais de 70 constituintes da maré, com períodos que vão de 12 h há 
1600 anos. Quanto maiores forem as séries temporais, ou seja, mais tempo o marégrafo 
ficar coletando dado, melhor será a caracterização das marés. As tábuas de maré para 
muitas regiões do Brasil (principais portos, ilhas oceânicas e barras) são disponibilizadas 
94 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
1 
 
2 
 
 
95 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
diariamente pela Diretoria de Hidrografia e Navegação (DHN), através do site: 
http://www.mar.mil.br/dhn/chm/tabuas. 
Os dados dos marégrafos podem ser usados para: descrever as características 
da maré; fazer previsões; analisar ressacas causadas por tufões e furacões; determinar 
variações sazonais no nível da água, causados por variações de temperatura e eventos 
de escoamento de água doce; e medições da tendência local de variações do nível do 
mar de longo período (Guimarões e Marone, 1996). As marés também exercem 
importante papel na configuração e dinâmica de todas as desembocaduras fluviais, em 
ambientes conhecidos como estuários. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
1 
 
2 
 
 
96 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
 
BIBLIOGRAFIA CONSULTADA; 
 
• Dicas e links interessantes. 
 
 
CASTRO, B. M. Correntes e massas de água da plataforma continental norte de São 
Paulo. São Paulo, 248p. Tese (Livre Docência) – Instituto Oceanográfico, Universidade 
de São Paulo, 1996. 
 
DOMINGUES, C.M. Aspectos da Circulação Superficial do Atlântico Sul Ocidental 
revelados por imagens seqüenciais do sensor AVHRR/NOAA. Dissertação de 
mestrado. Univ. do Rio Grande, Rio Grande – RS, Brasil, 1997. 
 
Dyer, K.R. Estuaries: a Physical Introduction. 2. Ed. Chichester: Wiley, 1997. 195p. 
 
Franco, A.S. 1981. Tides: Fundamentals, Analysis and Prediction. São Paulo, Instituto 
de Pesquisas Tecnológicas. 232 p. 
 
Guimarães, M. R. F.; Marone, E. Oceanografia Física com ênfase em ambientes 
estuarinos. (Apostila de curso). 1996. 
 
Haefner, P. A. Exploring Marine Biology. Heath and Company, Lexington. 1996. 231 pp. 
 
Legeckis, R. & Gordon, A.L. Satellite observations of the Brazil and Falkland currents 
- 1975 to 1976 and 1978. Deep-Sea Research, 29:375-401, 1982. 
 
1 
 
2 
 
 
97 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
Rodrigues, R.F. Upwelling at Cabo Frio (Brazil). Dissertação de Mestrado, Naval 
Posgraduate School Monterray, Califórnia. 1973. 89p. 
 
 
Soares, I. Dinâmica dos oceanos. Notas de aula do curso de graduação na FURG. 
2003. 
 
Teixeira, W.; Toledo, M. C. M.; Fairchild, T. R. & Taioli, F. Decifrando a Terra. Oficina de 
Textos, São Paulo. 2001. 558 p. 
 
Tessler, M. G.; Cazzoli Y Goya, S. Processos costeiros condicionantes do litoral 
brasileiro. Revista do Departamento de Geografia (USP), v. 17, p. 11-23, 2005. 
 
Tomczak, M. & Godfrey, S. J. Regional Oceanography: an Introduction. Pergamon 
Press, New York .1994, 422 p.p. 
 
 
A maioria dos livros, específicos de oceanografia física são em inglês, se deseja se 
aprofundar no assunto, abaixo estão relacionados alguns: 
 
APEL, J. R. Principles of Ocean Physics. New York, Academic Press, 1987. 
 
DEFANT, A. Physical Oceanography. Vol. 1 e 2, New York, MacMillan, 1961. 
 
PICKARD, G.L.; Emery, W.J. Descriptive physical oceanography: an introduction. 5 
ed, New York: Pergamon Press, 1990. 
1 
 
2 
 
 
98 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
 
Em português, livros que tratem apenas de oceanografia física são poucos, a seguir são 
citados alguns que são específicos desta área ou que abordam o assunto: 
 
HOEFEL, F. G. Morfodinamica de Praias Arenosas Oceânicas: Uma Revisão 
Bibliográfica. 1. ed. Itajai: Editora da Univali, 1998. 92 p. 
 
LITTLEPAGE, J. Oceanografia. Editora da Univ. Federal do Sergipe. 1998. 
 
MIRANDA, L. B.; Castro, B. M.; Kjerfve, B. Princípios de oceanografia física de 
estuários. São Paulo, Edusp. 2002. 414p. 
 
Pickard, G. L. Oceanografia Física descritiva: uma introdução. BRJ/Fund. de Estudos 
do Mar, Rio de Janeiro, 1968. 180 p. 
 
SOUZA, R. B. Oceanografia por Satélites. 1. ed. São Paulo: Oficina de Textos, 2005. 
 
ROSSI-WONGTSCHOWSKI, C. L. D. B.; Madureira, L. S. P. O Ambiente Oceanográfico 
da plataforma continental e do talude na Região Sudeste-Sul do Brasil. 1. ed. São 
Paulo: Editora da Universidade de São Paulo, 2006. 466 p. 
 
 
A leitura dos seguintes textos é muito interessante: 
 
Turekian, K. K. 1996. Oceanos. Cap. 5: A dinâmica dos oceanos. Ed. Edgard Blücher, 
São Paulo, p. 97-112. 
1 
 
2 
 
 
99 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
 
Suguio, K. et al. 1985. Flutuações do nível relativo do mar durante o Quaternário 
Superior ao longo do litoral brasileiro e suas implicações na sedimentaçãocosteira. 
Revista Brasileira de Geociências, 15 (4): 273-286. 
 
Há diversos links interessantes que abordam a temática de oceanografia física: 
 
Os seguintes livros estão disponíveis na internet (grátis!), confira: 
Tomczak, M. 2004. Uma Introdução à Oceanografia Física - (Flinders University, 
Australia). http://www.lei.furg.br/ocfis/mattom/IntroOc/por/index.html; 
 
Stewart, R. 2004. Introduction to Physical Oceanography (Texas A&M University, EUA) 
http://oceanworld.tamu.edu/resources/ocng_textbook/PDF_files/book_ df_files.html; 
 
Marshall, J. & Plumb, A. 2003 (Massachusetts Institute of Technology - MIT, EUA) 
http://paoc.mit.edu/labweb/notes/notes_03.htm 
 
Links interessantes: 
 
www.cptec.inpe.br. - Previsão de ondas para diversas cidades litorâneas, Tábua de 
Marés, Meteogramas, e muito mais; 
 
http://www.mares.io.usp.br/. - Laboratório de Marés e Processos Temporais 
Oceânicos Instituto Oceanográfico da USP, com diversas fotos e informações; 
 
1 
 
2 
 
 
100 
Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores
http://www.mar.mil.br/dhn/chm/tabuas/index.htm. - Tábuas de marés disponibilizadas pela 
DHN; 
 
http://www.ocfis.furg.br/. – Laboratório de Oceanografia Física da FURG, com 
informações sobre as pesquisas desenvolvidas, publicações, professores, etc.; 
 
http://lado.io.usp.br/#. - Laboratório de Dinâmica Oceânica da USP, com monografias, 
teses e dissertações disponíveis em pdf. 
 
http://www.oceanica.ufrj.br/. – Engenharia Naval e Oceânica. COPPE/UFRJ, muitas 
informações sobre projetos, especializações, apostilas, programas computacionais. 
 
http://www.co-ops.nos.noaa.gov/about2.html#ABOUT. – NOAA, informações sobre marés. 
 
http://oceancolor.gsfc.nasa.gov/. OceanColor Home Page. Dados disponíveis de 
sensores orbitais (MODIS, SeaWIFS), galeria de imagens, aplicações do sensoriamento 
remoto na oceanografia. 
 
 
 
 
 
 
 
---------------FIM DO MÓDULO III--------------- 
 
	1 Temperatura 
	2 Salinidade 
	3 Pressão 
	4 Densidade 
	5 Circulação oceânica 
	5.1 Circulação oceânica superficial 
	5.2 Circulação oceânica profunda (termohalina) 
	6 Hidrodinâmica costeira 
	6.1 Ondas 
	6.2 Correntes costeiras 
	6.3 Marés 
	 
	BIBLIOGRAFIA CONSULTADA; 
	 
	 Dicas e links interessantes.

Outros materiais